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acbtung aller in der Atmosphäre sich darbietenden Erscheinungen nach und nach ein Bild von den Vor 
gängen selbst gewinnen können und es wird daher diesseits als nicht wünschenswerth betrachtet, durch 
Aufstellung rein theoretischer Spekulationen und Rechnungen, welche einer empirischen Basis entbehren, 
vorzugreifen. 
f) Die Kalmenzone am Aequator. 
In der Nähe des Aequators spannt sich um die Erde eine Zone, in welcher Winde von ausgesprochen 
vorherrschender Richtung und erheblicher Stärke kaum auftreten. Ueber die Entstehung dieser Kalmenzone, 
d. h. Zone vorherrschender Windstillen, gieht es manche Erklärungen, welche ganz fasslich klingen und 
doch nicht erschöpfend den Sachverhalt darlegen. Wir begegnen z. B. auch in der bekannten Veröffent 
lichung von Werner Siemens „Ueber die Erhaltung der Kraft in der Atmosphäre“ der Vorstellung, dass 
am Aequator Windstille durch das Zusammentreffen zweier entgegengesetzt gerichteter Passatströme ent 
standen sei, welche hier aufwärts steigend unten einen todten Winkel belassen, woselbst der Wind nicht 
hingelangt. Es fehlte dieser Theorie aber jeder bindende Nachweis, weshalb der todte Winkel nothwendiger 
Weise zur Ausbildung gelangen muss. 
Der Nachweis ergiebt sich wie folgt: Es sind vorerst am Aequator überhaupt nur geringe horizontale 
Temperatur-Differenzen vorhanden und ist daher die Entstehung lokaler Winde daselbst eine beschränkte. 
Ferner ist darzuthun, dass ein Luftstrom, welcher von anderen Breiten der Aequator-Gegend „bewegte und 
zwar als Ostpassat strömende Luft“ zuführt, in der Tiefe nicht wirksam ist, sondern höchstens in der Höhe 
als Wind fortzueilen vermag. Es soll gezeigt werden, dass in diesem Punkte ein Unterschied zwischen 
äquatorialen und höheren Breiten besteht, welcher sich so äussert, dass in höheren Breiten ein vermöge 
seiner lebendigen Kraft eilender Wind bei fehlenden horizontalen Temperatur-Differenzen nur dann in der 
Tiefe nicht mehr fort bestehen wird, wenn durch Reibungs-Widerstände die Luft in ganzer Masse, oben 
und unten beruhigt worden und die lebendige Kraft völlig verzehrt ist, während am Aequator eine solche 
Beziehung nicht besteht, so dass es dort nur darauf ankommt, in der Tiefe die Winde einmal durch Reibung 
beruhigt zü haben, um daselbst unten Windstille zu erhalten. Die Winde der Höhe treiben alsdann in fast 
ungeschwächter Stärke weiter, ohne nach unten Bewegungs-Energie zu verpflanzen. 
In Folgendem wird besprochen, wie eine Uebertragung der Bewegung aus der Höhe auf die Tiefe 
sich in höheren Breiten vollzieht und dass dieser Vorgang proportional dem Sinus der Breite gegen den 
Aequator zu mit sin y> = 0 verschwindet. 
Es mögen an einem Orte mittlerer Breite horizontale Temperatur-Differenzen fehlen, dagegen in einiger 
Höhe Luft, mit Geschwindigkeit begabt, zugeströmt sein. Es wird nun sofort dieser Wind das Bestreben 
haben, von der geradlinigen Bahn abzulenken, und, der ablenkenden Kraft der Erdrotation folgend, auf der 
Nordhemisphäre nach rechts drängen. Es ist nun der Fall denkbar, dass dieser Rechtsablenkung Nichts 
im Wege steht, es ist aber meistens die Ablenkung durch andere still liegende Luftmassen beeinträchtigt 
und alsdann leisten diese ruhenden Massen der sich bewegenden Luft einen Widerstand, sie werden gedrückt 
und so zusammengestaut, dass sich eine Neigung der Fläche gleichen Druckes an jenem Orte in der Höhe 
der Windschicht ausbildet, welche ihren Maximalwerth erreicht, wenn die durch Neigung der Fläche gleichen 
Druckes veranlasste Beschleunigung — der andrängenden Beschleunigung 2vw sin </> das Gleichgewicht hält. 
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Ein Wind der Stärke „v“ wird also meistens in der Schicht, in welcher derselbe bläst, angenähert eine 
Neigung der Flächen gleichen Druckes veranlassen, deren Neigungs-Verhältniss — sich etwa nach der 
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Gleichung ^—2voosincp = 0 regelt. In Nähe des Aequators wird für gi — 0 auch — zu Null; d. h. da 
selbst bleibt die Fläche gleichen Druckes horizontal. Für den oben vorausgesetzten Fall, dass horizontale 
Temperatur-Differenzen nicht bestehen, sind die Flächen gleichen Druckes aller Schichten einander parallel, so 
dass ein in der Höhe erzeugtes Gefälle sofort sich auch in gleicher Stärke in der Tiefe einstellt, hier Winde 
erzeugend. Also überträgt sich in mittleren Breiten der Wind der Höhe auf die Tiefe und vollzieht sich 
dieser Vorgang, bis der Wind der Tiefe durch Reibung verzögert, von oben an lebendiger Kraft ergänzt, 
zuletzt die ganze lebendige Kraft der oberen bewegten Schicht vernichtet hat. Da nun den oberen Luft 
schichten vielfach Gelegenheit geboten ist, Windgeschwindigkeiten zu erzeugen, so finden wir durch die in 
mittleren Breiten nothwendige Uebertragung der Bewegung auf die Tiefe daselbst auch unten in Nähe des